3.10. Радіаційний баланс земної поверхні

Радіаційним балансом або балансом променистої енергії земної поверхні (В) називається алгебраїчна сума усіх потоків променистої енергії, які надходять на цю поверхню і залишають її. Інше визначення: радіаційний баланс – це різниця між надходженням та витратою сонячної, земної та атмосферної радіації

В = І′+ і – R + Е_а – Е₃,

Тобто земна поверхня одержує пряму, розсіяну сонячну радіацію, зустрічне випромінювання атмосфери та втрачає відбиту сонячну радіацію і власне випромінювання Землі (мал. 3.6.).

Рівняння радіаційного балансу можна виразити через баланс короткохвильової (В_к) та довгохвильової радіації (В_д)

В = В_к + В_д

де В_к = І′ + і – R = Q – R = Q – АQ = =Q (І – А)

В_д = Е_з – Е_а = Е_еф

Тому В = Q (І – А) – Е_еф

Наведемо складові радіаційного балансу в Києві (табл. 3.7.)

В

Мал. 3.6. Складові частини радіаційного балансу

еличина радіаційного балансу змінюється залежно від широти, виду та стану діяльної поверхні, пори року і часу доби, погодних умов. Вночі радіаційний баланс негативний і дорівнює ефективному випромінюванню земної поверхні. Перехід радіаційного балансу через нуль від негативних значень до позитивних вранці і навпаки ввечері відбувається за висоти Сонця 10-15⁰. За наявності снігового покриву радіаційний баланс переходить до позитивних значень лише за висоти Сонця 20-25⁰, оскільки за великого альбедо снігу засвоюється мала частка сумарної радіації.

Таблиця 3.7. Середні місячні та річні величини складових радіаційного балансу в Києві, МДж/м²

Радіаційний баланс та його складові	Місяці												Рік
	01	02	03	04	05	06	07	08	09	10	11	12
І	105	163	297	327	478	557	566	499	411	264	92	75	3834
І´	25	54	130	193	297	356	344	297	205	105	25	17	2048
і	71	96	172	226	285	302	293	239	176	122	63	50	2095
Q	96	150	302	419	582	658	637	536	381	227	88	67	4143
R	59	71	80	71	101	117	113	109	80	46	29	33	909
А, %	61	47	26	17	19	18	18	20	21	21	33	49	22
В	-17	8	105	197	293	327	327	247	155	59	0	-13	1689

Умовні позначення:

І – потік прямої сонячної радіації на перпендикулярну до сонячних променів поверхню;

І´ - інсоляція (потік прямої сонячної радіації на горизонтальну поверхню);

і – розсіяна радіація;

R – відбита сонячна радіація;

А – альбедо земної поверхні;

В – радіаційний баланс земної поверхні.

На величину радіаційного балансу дуже впливає хмарність. Удень поява хмар зумовлює зменшення сумарної радіації та ефективного випромінювання. Але сумарна радіація зменшується більше, ніж ефективне випромінювання, тому радіаційний баланс зменшується. Вночі поява хмар супроводжується зменшенням ефективного випромінювання, тобто Земля менше втрачає тепла.

Річні величини радіаційного балансу поверхні суходолу змінюються від значень менше -200 МДж/м² в Антарктиді до 3700-4000 МДж/м² в тропічних широтах. В тропічних та субтропічних пустелях радіаційний баланс відносно малий через великі альбедо та ефективне випромінювання (мал. 3.7).

Радіаційний баланс поверхні океанів значно більший. На межі плаваючої криги він становить 600-800 МДж/м², а найбільше його значення 5800 МДж/м² в середині тропічних широт океанів. При переході з поверхні суходолу на водну поверхню спостерігаються розриви ізоліній. Це спричинено малим альбедо водної поверхні та її малим ефективним випромінюванням. У помірних широтах на суходолі і на водній поверхні спостерігається зональний розподіл радіаційного балансу.

Таким чином, на одній і тій широті радіаційне нагрівання води та суходолу різне (табл. 3.8). Це буде однією із причин, які обумовлюють глибоке взаємопроникнення впливів суходолу й моря.

Таблиця 3.8. Середні широтні значення радіаційного балансу (МДж/м²)

Поверхня	Широта, град.							Середнє
	0-10	10-20	20-30	30-40	40-50	50-60	60-70
Суходіл	3310	3100	2680	2430	1890	1340	920	2100
Океан	5200	5070	4650	3770	2680	1800	960	3810

Питання для самоперевірки:

1. Джерела радіації.

2. Сонце та сонячна активність.

3. Закони випромінювання радіації.

4. Спектральний склад сонячної та земної радіації.

5. Короткохвильова радіація. Довгохвильова радіація.

6. Сонячна стала.

7. Пряма сонячна радіація на перпендикулярну до променів та на горизонтальну поверхні.

8. Причини послаблення сонячної радіації в атмосфері.

9. Явища, які пов’язані з розсіюванням радіації.

10. Закон послаблення сонячної радіації.

11. Чинник мутності.

12. Сумарна сонячна радіація.

13. Чинники, які впливають на величину прямої, розсіяної та сумарної сонячної радіації.

14. Зміна частки розсіяної радіації в сумарній протягом доби та залежно від географічної широти.

15. Альбедо різних ділянок земної поверхні.

16. Засвоєна радіація.

17. Географічний розподіл сумарної сонячної радіації.

18. Випромінювання земної поверхні та атмосфери. Ефективне випромінювання.

19. Вплив географічних чинників на величину ефективного випромінювання.

20. Радіаційний баланс земної поверхні.

21. Вплив географічних чинників на величину радіаційного балансу.

22. Географічний розподіл величин радіаційного балансу.